Subducção de Type-A (Ampferer)......................................................................................................................................................A-type subduction

Subduction de type- A (Ampferer) / Subducción tipo A (Ampferer) / A-Typ Subduktion (Ampferer) / A型俯冲（Ampferer） / Субдукция типа А (Ампферер) / Subduzione tipo A (Ampferer)

Quando uma placa continental (siálica) mergulha debaixo de outra placa continental formando uma megassutura. A placa descendente é, em parte, consumida, o que produz nos sedimentos da placa cavalgante dobras, cavalgamentos e falhas de deslizamento.

Ver: « Colisão Continental »
&
« Crusta »
&
« Supercontinente »

Este bloco diagrama ilustra de maneira esquemática a zona de subducção do tipo-A associada com a colisão entre a margem divergente norte do Mar Tétis e o continente Gondwana. A margem Mesozóica, que forma as montanhas do Jura, comporta-se como a placa litosférica descendente e mergulha sobre a cadeia de Montanhas dos Alpes, a qual se comporta como a placa litosférica cavalgante. Na placa descendente o encurtamento faz-se por dobras e falhas inversas que desaparecem em profundidade num nível salífero, que se encontra, mais ou menos, a cerca de 800 metros da superfície. Na placa cavalgante, o encurtamento faz-se, sobretudo, por grandes cavalgamentos que deslocam a diferentes níveis. O encurtamento na placa cavalgante é muito mais importante do que na placa descendente. Isto faz pensar, que uma parte da placa descendente foi absorvida em profundidade pela astenosfera, mas para já não existe nenhuma prova de um tal fenómeno. Pode dizer-se que as zonas de subducção do tipo-A ou de Ampferer (o geocientista que primeiro as reconheceu) são os lugares onde uma parte da crusta continental se encontra enterrada a grande profundidade debaixo de uma megassutura. Esta situação geológica implica, na cobertura sedimentar, a formação, a grande escala, de superfícies de descolamento, dobras e falhas inversas. Inicialmente, a grande maioria dos adeptos da teoria das placas tectónicas não aceitou este tipo de subducção, uma vez que a densidade da crusta continental é, relativamente, pequena e por isso tem tendência a flutuar e a resistir a um enterramento importante. Depois dos trabalhos de Molnar e Gray (1979), que mostram que mesmo a crusta continental inferior pode entrar em subducção e individualizar-se da crusta superior, a grande maioria dos geocientistas pensa que as zonas de subducção do tipo-A existem. Da mesma maneira, Bird et al. (1975) mostraram que certas condições térmicas e mecânicas são capazes de produzir laminações dentro da litosfera que permitem que a crusta continental inferior, mais densa, entre em subducção na astenosfera.

Subducção de Type-B (Benioff)..........................................................................................................................................................B-Type Subduction

Subduction de type B (Benioff) / Subducción tipo B (Benioff) / B-Typ Subduktion (Benioff) / B型俯冲（贝尼奥夫） / Субдукция типа Б (Бениофф) / Subduzione tipo-B (Benioff)

Quando uma placa oceânica mergulha debaixo da crusta continental ou debaixo de um arco vulcânico. Uma subdução do tipo B pode ocorrer: (i) Num domínio oceânico (oceano / oceano), como nas Marianas ou Tonga ; (ii) No limite entre um oceano e um continente (oceano /continente), como no Perú ; (iii) Na bordadura de um continente, mas numa posição mediana, quer isto dizer, que uma bacia oceânica, mais ou menos, desenvolvida se forma entre a zona de subducção e o continente (oceano / bacia interior / continente), como nas Ilhas Aleucianas.

Ver: « Colisão Continental »
&
« Crusta »
&
« Fossa Oceânica »

Com ilustrado nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica regional do offshore da Indonésia, as zonas de subducção do tipo-B (ou de Benioff) são caracterizadas pelo mergulho da placa litosférica oceânica na astenosfera. À medida que a camada basáltica e a cobertura sedimentar se enterram elas aumentam de temperatura. Desde que a temperatura de fusão da mistura basalto - água - sedimentos é atingida todo o material funde criando um magma vulcânico. Como este magma é menos denso do que o manto que o envolve, ele remonta à superfície e forma vulcões, na placa cavalgante. Isto explica uma das características principais das zonas de subducção do tipo-B, isto é, a formação de vulcões, na placa cavalgante, a uma determinada distância da fossa oceânica. Esta distância é função do ângulo de subducção, que é o ângulo entre a placa descendente e a superfície da Terra. Este ângulo é função de vários parâmetros: (i) Estado térmico, quer isto dizer, mais a placa descendente é jovem, mais ela é ligeira e mais pequeno é o ângulo de subducção, uma vez que a resistência à entrada da placa na astenosfera é muito grande ; (ii) Reologia das regiões circunvizinhas, i.e., se a litosfera oceânica circunvizinha tem uma densidade pequena, ela pode, no momento de entrar em subducção, induzir deformações em extensão, que reduzem o ângulo de subsidência ; (iii) Velocidade relativa das placas: se a velocidade relativa dentre as placas é pequena, a componente vertical do mergulho tem todo o tempo para se tornar preponderante e, assim, aumentar o ângulo de subducção ; (iv) Velocidade da placa cavalgante, o que quer dizer, que quando a placa cavalgante se desloca em direcção da fossa oceânica, o ângulo de subducção é mais pequeno do que quando ela se desloca noutra direcção.

Subida Relativa (do nível do mard).....................................................................................................................................Relative Rise of Sea Level

Montée relative du niveau de la mer / Subida relativa (del nivel del mar) / Relativen Anstieg (NN) / 相对上升（海平面） / Относительный подъём уровня моря / Crescita relativa (livello del mare)

Subida aparente do nível do mar em relação à superfície de depósito subjacente. Uma subida relativa do nível do mar ocorre quando: (i) O nível do mar sobe, enquanto a superfície de depósito inicial se afunda ou se mantém estacionária ou sobe mais lentamente ; (ii) O nível do mar é estacionário e a superfície inicial de depósito se afunda e (iii) O nível do mar desce, enquanto que a superfície inicial de depósito se afunda mais rapidamente. Uma subida relativa do nível do mar é reconhecida, no campo e linhas sísmicas, por biséis de agradação, em particular, pelos biséis de agradação costeira.

Ver: « Eustasia »
&
« Subsidência »
&
« Variação Relativa (do nível do mar) »

Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore Este da China, as terminações dos reflectores (biséis de agradação) sugerem subidas relativas do nível do mar. Para que os sedimentos se depositem é necessário que haja um aumento do espaço disponível para os sedimentos (acomodação), em particular, a montante do rebordo da bacia ou a montante do rebordo continental (durante o depósito do prisma de nível abaixo). Por outras palavras, os sistema de deposição turbidítica, podem depositar-se durante as descidas relativas do nível do mar, a quando da formação das discordâncias (superfícies de erosão). Nesta tentativa, a discordância que separa o substrato Paleozóico (provavelmente o soco) dos sedimentos Meso-Cenozóicos da bacia de tipo-rifte e da margem divergente do tipo não–Atlântico (na parte este da linha) é sublinhada por biséis de agradação. Dentro da bacia de tipo-rifte, os biséis de agradação são biséis de agradação não-marinha, enquanto que os biséis dentro da margem (acima da discordância que sublinha a ruptura da litosfera) são biséis marinhos. Muitos geocientistas pensam que a influência das variações relativas do nível do mar nos sistemas de deposição da bacia de tipo-rifte não é muita significativa. Na margem divergente, a montante do rebordo da bacia (ou a montante do rebordo continental do prisma de nível baixo, durante condições geológicas de nível baixo do mar), o nível relativo do mar tem sempre que subir, quer durante os episódios transgressivos quer durante os episódios regressivos. A única diferença é, que durante os episódios transgressivos, o nível do mar sobe em aceleração, enquanto que durante os episódios regressivos, ele sobe em desaceleração.

Subsidência.......................................................................................................................................................................................................................................................Subsidence

Subsidence / Subsidencia / Subsidenz / 沉陷 / Оседание / Subsidenza

Afundamento lento de uma parte da crusta terrestre. Existem vários tipos de subsidência. Nas margens divergentes e nas bacias em extensão, a subsidência é criada, principalmente, por uma contracção térmica da crusta e manto, enquanto que nas bacias em compressão, ela é, sobretudo, induzida pela flexura da litosfera em resposta a sobrecarga sedimentar e dos cavalgamentos.

Ver: « Eustasia »
&
« Halocinese »
&
« Variação Relativa (do nível do mar)»

Na história do afundamento, é necessário diferenciar a subsidência total da subsidência tectónica. A subsidência tectónica é igual à subsidência total (espessura dos sedimentos mais a profundidade de água) diminuída do efeito da compensação isostática (devido a sobrecarga sedimentar) e aumentada do efeito da compactação. A subsidência tectónica pode atingir cerca de 40% da subsidência total. Como ilustrado nesta figura, na margem continental este dos EUA, utilizando os resultados do poço COST B-2, perfurado no offshore de Nova Jersey e os dados estratigráficos deduzidos das linhas sísmicas, Greenlee (1989) calculou: (i) As flutuações eustáticas ; (ii) A subsidência tectónica ; (iii) A subsidência total ; (iv) A paleobatimetria ; (v) A curva eustática longo termo, e propôs os mais prováveis mecanismos da subsidência. Depois da ruptura da litosfera, Greenlee admitiu três ciclos de arrefecimento térmico. Nos dois primeiros, ele conjecturou uma abertura Atlântica lenta, a qual depois acelerou à medida que se depositavam ciclos de transgressão-regressão, mais ou menos, contemporâneos de um importante evento vulcânico. O cálculo das e paleobatimetria foram corroborados por dados mais recentes. A evolução dos eventos geológicos não resistiu a recentes testes de refutação. O evento vulcânico (ponto quente) é sublinhado por lavas subaéreas, que se depositaram-se, imediatamente, depois da ruptura da litosfera (± 179,5 Ma) e fossilizaram, localmente, as bacias de tipo-rifte que se formaram durante a fase de rifting (alargamento) na qual a subsidência era diferencial. A primeira fase de abertura do Atlântico foi subaérea, por deposição lateral das lavas a partir dos centros de expansão, e só, mais tarde, quando os centros de expansão se afundaram (formação de crusta oceânica) é que a abertura se tornou oceânica e a subsidência térmica. Todas estas conjecturas foram, perfeitamente corroboradas pelos poços de pesquisa recentes perfurados no offshore Atlântico dos EUA.

Subsidência Compensatória.............................................................................................................................Compensatory Subsidence

Subsidence compensatoire / Subsidencia compensatoria / Kompensatorische Subsidenz / 补偿性下沉 / Компенсационное оседание / Subsidenza compensativa

Espaço disponível para os sedimentos (acomodação) criado por um escoamento lateral ou vertical de um horizonte estratigráfico móvel. Os horizontes móveis mais frequentes são os argilosos e os evaporíticos. A subsidência compensatória é mais frequente nas bacias salíferas, em associação a halocinese, do que nas bacias argilosas.

Ver: « Eustasia »
&
« Halocinése »
&
« Variação Relativa (do nível do mar) »

Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore do Gabão, é fácil compreender o que é a subsidência compensatória criada pelo escoamento lateral e vertical de um horizonte evaporítico. Nesta área, acima da bacia de tipo rifte, cujo limite superior é marcado pela discordância induzida pela ruptura da litosfera, depositou-se um intervalo arenoso de espessura inferior a resolução sísmica. Este intervalo, que não é visível nas linhas sísmicas, mas que foi encontrado em todos os poços de pesquiza, que ultrapassaram a base do sal, é coberto por um espesso intervalo salífero. Grosseiramente, pode dizer-se que neste caso particular, a discordância induzida pela ruptura corresponde a base do sal, a qual tem um ligeira inclinação em direcção da bacia. Esta inclinação sublinha o basculamento da margem para jusante (Oeste). Esta geometria, assim como a das bacias de tipo rifte, contrasta, fortemente, com a geometria dos sedimentos posterior ao depósito dos evaporitos. As variações de espessura e configuração dos diferentes intervalos pós-salíferos só se pode explicar por uma subsidência compensatória criada pelo escoamento do sal. Na extremidade oeste desta tentativa (a jusante do último doma de sal), o nível salífero desapareceu, completamente, o que criou uma sutura ou soldadura salífera (sublinhada por dois círculos). Quando o sal se escoa (para a bacia ou para cima, mas sem atingir o fundo do mar), os sedimentos sobrejacentes colapsam, criando desta maneira espaço disponível para a deposição de novos sedimentos, uma vez que a natureza tem horror do vazio. São os movimentos do sal que criam a desarmonia tectónica entre os sedimentos infra e pós-salíferos, a qual é, perfeitamente, visível nesta tentativa. Os movimentos do sal são, principalmente, induzidos pelo contraste de densidade entre o sal (2,17-2,17) e os sedimentos, e pelo facto de que o sal não se compacta, em profundidade, o que não é o caso dos sedimentos.

Subsidência Crustal........................................................................................................................................................................................Crustal Subsidence

Subsidence crustale / Subsidencia cortical / Crustal Subsidenz / 地壳下陷 / Оседание земной коры / Subsidenza crostale

Rápido ou gradual afundamento da crusta terrestre com pouco ou nenhum movimento horizontal, causado por processos geológicos naturais (taxa, magnitude e área envolvida não restritas).

Ver: « Glacio-eustasia »
&
« Subsidência »
&
« Subsidência Tectónica »

Uma acumulação de sedimentos e a formação das bacias sedimentares é função da subsidência crustal. No início da formação de uma bacia sedimentar, a subsidência tectónica tem que ser anterior a sedimentação. Mais tarde, a subsidência crustal é, também, induzida pelo aumento da carga sedimentar (subsidência total), como ilustrado neste esquema de uma margem continental divergente. A subsidência tectónica é igual à subsidência total (espessura dos sedimentos mais a profundidade de água) diminuída do efeito da compensação isostática (devido a sobrecarga sedimentar) e aumentada do efeito da compactação. A subsidência tectónica da superfície terrestre ou do fundo do mar é controlada pelo: (i) Princípio da Isostasia ; (ii) Contracção Térmica da Litosfera e (iii) Flexura por Carregamento. Segundo o princípio da isostasia (compensação de massas e densidades entre as massas litosféricas e a astenosfera), a elevação do topo da crusta é função da espessura e densidades das várias camadas terrestres, que de cima para baixo são: (a) Água do mar ; (b) Sedimentos ; (c) Crusta sólida, que é constituída por rochas ígneas e metamórficas e (d) A parte superior do sólida do manto (litosférico), que repousa sobre a astenosfera (ou manto astenosférico). Dentro da astenosfera, as superfícies horizontais estão sob uma pressão constante, quer isto dizer, em qualquer parte, a massa por unidade de área da coluna rochosa sobrejacente é constante: ρwhw + ρshs + ρchc + ρmhm + ρaha = constante, onde h é a espessura, ρ a densidade, w a camada de água, s a camada sedimentar, c a crusta, m o manto litosférico e a o manto astenosférico. A base da litosfera corresponde a um limite de temperatura (± 1350° C). O manto astenosférico é menos denso do que o manto litosférico (perto da interface entre eles). Um espessamento da crusta à custa do manto litosférico (menos espesso) causa um levantamento da superfície terrestre ou do fundo do mar, enquanto que um espessamento do manto litosférico, feito à custa da crusta (diminuição de espessura), cria uma subsidência. Assim, a crusta continental espessa levanta-se a cima do mar, enquanto que o topo da crusta oceânica, mais fina, se encontra vários quilómetros mais baixo.

Subsidência por Flexura..................................................................................................................................................................Flexural Subsidence

Subsidence par flexura / Subsidencia por flexura / Subsidenz durch Biegung / 沉陷曲 / Искривленное оседание / Subsidenza per flessione

Subsidência criada pela sobreposição dos cavalgamentos associados à formação das cadeias de montanhas. Nas bacias de antepaís, a subsidência por flexura (ou flexural) é a principal responsável da criação de espaço disponível para os sedimentos (acomodação).

Ver: « Colisão Continental »
&
« Subsidência »
&
« Subsidência Tectónica »

A correlação entre os poços de pesquisa dos contrafortes da Cordilheira Colombiana sugere que a subsidência pós-cretácica foi, principalmente, induzida pela sobrecarga dos cavalgamentos que provocaram uma flexura da litosfera. O princípio da isostasia implica a existência no manto de uma profundidade de compensação, onde a pressão, numa área carregada ou não, é a mesma. Isto corresponde ao princípio de Arquimedes quando aplicado a um barco, icebergue ou à crusta, que flutua num manto mais denso. Quando os sedimentos deslocam a água, eles exercem uma carga na crusta e na litosfera que a baixam sob a acção do peso (litosfera é a crusta e parte superior do manto). Assumindo que Wd é a altura da coluna de água, ρs a densidade dos sedimentos (mais ou menos 2500 kgm³), ρm a densidade do manto (mais ou menos 3300 kgm³), ρw, a densidade da água (mais ou menos 1030 kgm³), ρc a densidade da crusta (mais ou menos 2500-2900 kgm³), Tc a espessura média da crusta e r a distância da base da crusta à superfície de compensação, é fácil calcular a profundidade da superfície de compensação (Wd x ρw x g + Tc x ρs x g + r x ρm x g ) e a espessura dos sedimentos S= Wd {(ρm-rw) / (ρm-rs)}. Se a superfície de compensação for localizada, por exemplo, na base da crusta, com uma altura de água inicial de 2 km, teoricamente, é possível acumular cerca de 5 km de sedimentos unicamente devido à subsidência induzida pelo peso dos sedimentos. Se a profundidade de água e acarreio sedimentar foram adequados, é possível acumular, cerca de 2,5 vezes a altura de água sem nenhuma subsidência tectónica ou mudança eustática. A subsidência das bacias de antepaís, como ilustrado neste esquema, é, principalmente, controlada por eventos geológicos mecânicos, mais do que térmicos. A carga dos cavalgamentos induz, principalmente, a subsidência do substrato. As consequências de um tal carregamento, que são reforçadas pelo peso dos sedimentos, parecem ser controladas pela resistência à flexura do substrato, a qual influência a espessura elástica do litosfera subjacente.

Subsidência Tectónica............................................................................................................................................................................Tectonic Subsidence

Subsidence tectonique / Subsidencia tectónica / Tektonischer Subsidenz / 构造沉降 / Тектоническое оседание / Subsidenza tettonica

É a subsidência total (espessura dos sedimentos mais a profundidade de água) diminuída do efeito da compensação isostática (devido a sobrecarga sedimentar) e aumentada do efeito da compactação.

Ver: « Glacioeustasia »
&
« Subsidência »
&
« Subsidência Compensatória »

A subsidência tectónica, também chamada subsidência controlada, é diferente da subsidência criada pelos efeitos isostáticos associados ao carregamentos dos sedimentos e da coluna de água. Ela corresponde a subsidência total diminuída do efeito da compensação isostática e aumentada do efeito da compactação. A subsidência tectónica é controlada pelos esforços tectónicos que afectam a maneira como a litosfera flutua sobre a astenosfera. Os três mecanismos principais que afectam o balanço isostático entre a litosfera e a astenosfera, os quais controlam a subsidência tectónica são: (i) Estiramento ; (ii) Arrefecimento e (iii) Carregamento. O estiramento da litosfera continental resulta, muitas vezes, da substituição da litosfera continental pouco densa pela astenosfera mais densa, o que quer dizer, que uma litosfera continental estirada e adelgaçada afunda-se criando uma subsidência tectónica (bacias de tipo-rifte, bacias internas ao arco, bacias cratónica, etc.). O arrefecimento está associado com o estiramento. Durante o estiramento, a litosfera continental aquece-se, torna-se menos densa e tende a levantar-se devido à diminuição da temperatura (o efeito final numa litosfera estirada e aquecida pode ser quer um levantamento, quer uma subsidência). Quando a litosfera continental arrefece, ele torna-se mais densa e assim ela subside (aprofunda-se) na astenosfera. O arrefecimento diminui de maneira exponencial com o tempo. O arrefecimento pode produzir uma subsidência significativa vários milhões de anos depois do arrefecimento ter começado. A subsidência por arrefecimento é, sobretudo, importante nas margens continentais divergentes e nas bacias cratónicas. Um carregamento tectónico pode, também, produzir uma subsidência significativa. Por exemplo, o carregamento tectónico nos prismas de acreção, bacias de antepaís e cadeias de montanhas (cavalgamentos muito frequentes) obriga a litosfera continental a afundar-se. Contudo, como a litosfera responde de uma maneira flexural ao carregamento, a subsidência ocorre não só debaixo do carregamento, mas numa região muito mais larga à volta do carregamento.

Subsidência Total..........................................................................................................................................................................................................Total Subsidence

Subsidence totale / Subsidencia total / Insgesamt Subsidenz / 总沉降 / Полное оседание / Subsidenza totale

Quantidade total de afundamento da superfície de deposição inicial. Nas bacias sedimentares induzidas pela tectónica e compensadas pela isostasia, a carga sedimentar provoca uma subsidência adicional que, por sua vez, cria mais espaço para uma carga sedimentar adicional.

Ver : « Glacioeustasia »
&
« Subsidência »
&
« Subsidência Compensatória »

A grande maioria dos autores diferenciam a subsidência total da subsidência tectónica. A subsidência total é marcada pelo afundamento total do substrato de uma bacia, cuja velocidade determina a taxa da subsidência. A subsidência total corresponde a soma da subsidência tectónica mais a subsidência induzida pelo carregamento sedimentar, mais a altura de água e mais o valor da compactação. A subsidência tectónica, que é criada, fundamentalmente, por mecanismos tectónicos (estiramento, arrefecimento e carregamento) é uma das componentes da subsidência total. Como ilustrado nesta figura, para interpretar os processos tectónicos associados com a formação de uma bacia sedimentar, o conhecimento da tectónica total (espessura dos sedimentos mais a coluna de água) é, sem dúvida nenhuma, o ponto de partida. É necessário não esquecer que os sedimentos se compactam em profundidade e que, assim, é necessário determinar a espessura original dos sedimentos, assumindo que ela foi só induzida por uma mudança da porosidade e não por metamorfismo, diagénese, cimentação ou dissolução. Para determinar a contribuição da tectónica na subsidência, é necessário subtrair da subsidência total a influência da carga sedimentar, o que chama "back stripping". No diagrama da direita está ilustrada a influência da compactação na espessura da coluna sedimentar durante o tempo (t₁-t₄), em duas regiões diferentes, nas quais os sedimentos se compactaram durante deposições sucessivas. Na região A, os sedimentos não se compactam. Actualmente (t₄), a espessura dos intervalos sedimentares nas duas áreas é igual. Contudo, a espessura dos intervalos chegou a t₄ por histórias diferentes da sedimentação e subsidência. Na região B, a taxa de sedimentação foi constante e nenhum intervalo se compactou. Na região A, a taxa de sedimentação variou (diminuiu com o tempo). A mesma espessura de todos os intervalos em t₄ é a unicamente a consequência da compactação, que balanceou as variações da taxa de sedimentação que ocorreram na região.

Sulco Pré-litoral, Caneiro..........................................................................................................................................................................................Foreshorerunnel

Sillon d'avant-côte / Depresión prelitoral / Strandrinnen / 抑郁症的临滨 / Береговой спуск / Depressione della spiaggia sottomarina

Depressão na praia-média ou praia propriamente dita induzida pela interacção das ondas e marés e cuja topografia é submersa ou subaéria função do ciclo de maré.

Ver: « Carso Litoral »
&
« Erosão »
&
« Nível de Acção das Vagas »

O litoral é a designação dada à faixa do continente que está em contacto com o mar, ou a fenómenos característicos dessa área. Alguns geocientistas restringem o litoral à faixa entremarés, outros estendem-no para o interior, por um espaço cujos limites nem sempre são fáceis de definir, e para o largo pela linha de rebentação das ondas, Com base na distribuição das biocenoses litorais (conjunto dos seres vivos que coexistem num espaço definido chamado biótipo) e em função dos tempos de emersão, o espaço litoral divide-se em faixas ou andares, paralelos à linha de costa: (i) Andar supralitoral, que compreende o espaço atingido directamente pela salsugem, acima do nível das preiamares vivas, e que é sempre emerso ; (ii) Andar mesolitoral, que corresponde à faixa entremarés e (iii) Andar infralitoral, que é localizado abaixo do nível das baixamares vivas, e que é sempre imerso. Na praia-baixa (também chamada terraço da maré baixa) existem ondulações de fraca amplitude (3-15 centímetros), mais ou menos lineares e paralelas entre si e à linha de rebentaçnao. Estas ondulações, que são chamadas ondulações da praia podem ser simétricas ou dissimétricas, são criadas pelo escoamento turbulento das correntes de ressaca (em particular pelo escoamento da corrente de refluxo). É a cava destas ondulações que certos autores chamam sulcos litorais. Em geral, no limite externo da praia-baixa, isto é, na pré-praia debaixo do nível de baixamar viva, formam-se por vezes ondulações de maior amplitude, que podem atingir mais ou menos um metro. As cristas destas ondulações da pré-praia são as cristas prélitorais en quanto que os sulcos os sulcos pré-litorais, que alguns autores chamam caneiros. A maior parte dos geocientistas anglo-saxões na faz distinção entre a praia-média e a praia-baixa. Eles consideram unicamente o "foreshore" que é equivalente ao "bas de plage" (entre "arrière plage" e "avante-côte") dos geocientistas franceses e que corresponde ao conjunto da praia-média e da praia baixa de certos geocientistas portugueses. Contudo, alguns geocientistas portugueses, como, por exemplo Soares de Carvalho, também englobam a praia-baixa e a praia média numa única unidade chamada praia propriamente dita. Os sulcos prelitorais formam-se na parte da praia que está sempre submersa e que estende para o largo a partir do limite das marés mais baixas e que corresponde a faixa ou zona de rebentação. A rebentação das ondas modela o fundo do mar formando cristas (11) e sulcos (12), como as ilustrado neste esquema. Estas estruturas não se devem confundir com as ondulações que se formam na praia-baixa, que corresponde à parte inferior do espraiado (espaço limitado pela baixamar, em águas mortas e em águas vivas). As ondulações da praia-baixa são devidas ao escoamento turbulento das correntes da ressaca e, em particular, da corrente de refluxo (corrente que se dirige para o mar segundo o declive do fundo), enquanto que as ondulações da pré-praia, que são muito maiores, são criadas pela rebentação das ondas. Por outro lado, quando a superfície da praia-média é atingida pelas ondas (durante os períodos de preiamar viva), ela é modelada em socalcos chamados degraus da praia (3), os quais são formados por um patamar ou berma da praia (5) e um abrupto (7). A linha de inflexão entre a berma e o abrupto de cada degrau chama-se a crista da berma (6). A crista da berma mais alta é a crista da praia-alta (4). Os degraus da praia (praia-média) têm, em geral dimensões inferiores a resolução sísmica das linhas sísmicas convencionais. Contudo, nas linhas sísmicas de alta resolução, onde estas estruturas podem ser visíveis, elas não devem ser interpretadas como retrogradações da ruptura da superfície de deposição costeira. Na realidade, durante um episódio transgressivo, a cada subida relativa do nível do mar, a ruptura da superfície de deposição costeira é deslocada para montante (em função da morfologia da discordância inferior do ciclo-sequência associado) afastando-se cada vez mais do rebordo da bacia, isto é, aumentando, cada vez, mais a extensão da plataforma continental e a lâmina de água. Assim, pode dizer-se que a retrogradação da ruptura da superfície de deposição costeira é induzida por uma subida relativa do nível do mar, enquanto que a formação das bermas da praia-média são induzidas pela acção erosiva das vagas, sobretudo durante os períodos de preiamar viva. Dentro dos paraciclos-sequência retrogradantes, que formam o cortejo transgressivo, os sedimentos progradam para o mar .

Superciclo Eustático......................................................................................................................................................................................Eustatic Supercycle

Supercycle eustatique / Superciclo eustático / Eustatische Superzyklus / 海平面超级周期 / Эвстатический суперцикл / Eustatico superciclo

Ciclo eustático de 2^a ordem (tempo de duração entre 3-5 e 50 My) induzido por uma subida e descida relativas cumulativas do nível do mar. O termo superciclo eustático, assim como o de megaciclo, foram substituídos por ciclo eustático de 2^a e 1^a ordem. Um ciclo eustático de 2^a ordem é composto por vários ciclos de 3^a ordem. Geralmente, 5-7 ciclos de 3^a ordem formam um ciclo de 2^a ordem.

Ver: « Ciclo Estratigráfico »
&
« Ciclo Eustático »
&
« Variação Relativa (do nível do mar) »

Na curva das variações relativas do nível do mar proposta por Exxon, que está esquematizada nesta figura, podem ser considerar-se cinco ordens de ciclos eustáticos: (i) Ciclos Eustáticos de 1a ordem (megaciclos de Exxon), que tem um tempo de duração superior a 50 Ma (geralmente entre 250 e 350 My) e que são induzidos pela ruptura dos supercontinentes; (ii) Ciclos Eustáticos de 2^a ordem (superciclos de Exxon), que têm um tempo de duração entre 3-5 Ma e 50 Ma e que são, provavelmente, induzidos por variações da velocidade da subsidência tectónica (estiramento, arrefecimento e carregamento tectónico); (iii) Ciclos Eustáticos de 3^a ordem, que têm um tempo de duração entre 0,5 e 3-5 Ma e que são provavelmente induzidos pela glacio-eustasia e (iv) Ciclos Eustáticos de 4^a e 5^a ordem, também chamados ciclos de alta frequência, os quais parecem ser induzidos pelas variações climáticas criadas pelos ciclos orbitais de Milankovitch. Assim, como esquematizado acima, pode dizer-se que as rochas que formam o eonotema Fanerozóico, depositaram-se em associação com dois ciclos eustáticos de 1^a ordem. O primeiro ciclo induziu o depósito das rochas do eratema Paleozóico e parece ter sido induzido pela ruptura do supercontinente Proto-Pangeia e subsequente deriva-colisão dos continentes, o que fez variar o volume das bacias oceânicas. O segundo ciclo eustático de 1^a ordem foi induzido pela ruptura da Pangeia (deriva e colisão dos continentes) e permitiu depósito das rochas dos eratemas Mesozóico e Cenozóico. Naturalmente, cada um deste ciclos eustáticos, por definição, tem um pico máximo. O ciclo eustático de 1^a ordem da base do Fanerozóico é composto por quatro (ou cinco) ciclos eustáticos de 2^a ordem, enquanto, que o segundo é composto por 8 ciclos de 2^a ordem. Cada um destes ciclos, por definição, tem um pico máximo que pode ainda ser considerado eustático (global e não relativo), o que provavelmente não é o caso para os ciclos de 3^a ordem.

Supercontinente.....................................................................................................................................................................................................................Supercontinent

Supercontinent / Supercontinente / Superkontinent / 超 / Суперконтинент / Supercontinente

Massa de terra ou corpo geológico que contém mais de um núcleo continental ou cratão. Assim, os continentes resultantes da ruptura do supercontinente Pré-Câmbrico (Protopangeia ou Rodínia) agregaram-se, mais tarde, para formar o supercontinente Pangeia no fim do Paleozóico.

Ver: « Colisão Continental »,
&
« Pangeia »
&
« Rodínia »

A grande maioria dos geocientistas que se ocupam da paleogeografia utilizam o termo de supercontinente para designar um corpo geológico uniforme que engloba todos os continentes conhecidos actualmente, o que quer dizer, que os continentes, mais ou menos actuais, se encontraram, por vezes, aglutinados numa ou em poucas placas litosféricas. O primeiro supercontinente que os geocientistas conseguiam reconstituir é conhecido como o supercontinente Vaalbara, que se formou a partir de protocontinentes e que se aglutinou cerca de 3,1 Ga. O supercontinente Vaalbara partiu-se cerca de 2,8 Ma. O supercontinente Kenorland formou-se cerca de 2,7 Ma e fracturou-se cerca de 2,5 Ga em diferentes continentes chamados: (i) Laurência; (ii) Báltica; (iii) Austrália e (iv) Kalahari. O supercontinente Columbia formou-se e partiu-se durante um período que varia entre 1,8 e 1,5 Ga. O supercontinente Rodínia ou Protopangeia, ilustrado nesta figura, fracturou-se cerca de 750 Ma. Um dos fragmentos do Protopangeia (ou Rodínia) incluiu grandes partes dos continentes situados agora no hemisfério sul. Contudo, a tectónica das placas agregou outra vez os fragmentos dos continentes individualizados durante a ruptura da Rodínia para formar o supercontinente Pangeia, no fim da era Paleozóica. Por sua vez, a Pangeia partiu-se em dois grandes continentes a Laurasia, ao norte, e o Gondwana, ao sul. Estudos geológicos recentes sugerem que os supercontinentes se formam em ciclos de duração de, mais ou menos, de 250 Ma (fracturação, dispersão e aglutinação). Durante a fracturação e dispersão dos continentes o nível do mar globalmente sobe (diminuição do volume das bacias oceânicas), enquanto que ele desce durante a aglutinação dos continentes (aumento do volume das bacias oceânicas). O supercontinente Rodínia, ilustrado acima, formou-se cerca de de 1,1 Ga. O tamanho e configuração da Rodínia são muito especulativos. A América do Norte parece ter formado o núcleo da Rodínia. A parte este da América do Norte era adjacente à parte oeste da América do Sul e ela estava junto da Austrália e Antárctica. 

Superfície de Base de Deposição....................................................................................................................Depositional base level

Surface de base de dépôt / Nivel de base Deposicional / Ablagerungsgrundniveau / 沉积基础水平 / Осадконакопления базовый уровень / Livello di base deposizionale

Superfície na qual os sedimentos se depositam ou são erodidos. É uma superfície dinâmica controlada pela erosão, deposição, tectónica e eustásia.

Ver: « Deposição (clásticos)»
&
« Fundo do Mar »
&
« Nível de Acção das Vagas »

Uma superfície de base de deposição é considerada como equivalente do nível relativo da mar (eustasia + tectónica), mas, em certos casos, ela pode ser considerada como a superfície da água de um lago ou uma superfície de equilíbrio de um sistema fluviais. Salvo indicação contrária, no campo e dados sísmicos, os geocientistas consideram a superfície de base de deposição como a posição relativa do nível do mar, que é, basicamente, controlada pela combinação dos movimentos eustáticos e tectónicos. Se nas linha sísmicas, a lâmina de água da plataforma for inferior a 50 metros, isto é, inferior à resolução sísmica, ela não é visível. Nas plataformas continentais siliciclásticas, é o nível de base de deposição, que determina o perfil de equilíbrio, o que representa um compromisso entre o acarreio sedimentar e o movimento da água (ondulação, marés, correntes litorais, etc.). Certos geocientistas consideram que o perfil de equilíbrio de uma plataforma é uma superfície de equilíbrio dinâmico, um pouco diferente do antigo conceito de perfil de equilíbrio marinho, no qual a acção das ondas (profundidade máxima para que o fundo do mar seja remoído pelas ondas de tempestades) é o parâmetro principal. Eles pensam que num ambiente dominado por clásticos, o sistema de dispersão da plataforma (ondas, marés, etc.) produz variações de textura e fácies (litologia), que deslocam o centro de deposição mais para jusante onde os processos gravitários são preponderantes. O resultado final do equilíbrio entre os sedimentos e o movimento da água numa plataforma, mas também num lago ou mesmo num rio, pode ser interpretado em termos de competência hidráulica, isto é, na capacidade da água de transportar sedimentos em função da granulometria e não em termos de quantidade. A capacidade hidráulica pode ser medida pelo diâmetro das partículas mais grandes que a água transporta. A energia da água depende da energia das ondas, tempestades, marés e das correntes por elas induzidas, e os mecanismos de dispersão dependem da natureza episódica do transporte basal através da plataforma durante curtos períodos de movimento intenso seguidos por longos períodos de calma.

Superfície de Base das Progradações................................................................................................................Downlap Surface

Surface da base des progradations / Superficie de base de progradaciones / Grundfläche progradations / 基面的progradations / Поверхность регрессивного налегания / Superficie di base di progradations

Superfície associada a uma secção estratigráfica condensada. Uma superfície da base das progradações pode limitar diferentes cortejos sedimentares ou diferentes membros do mesmo cortejo. Rochas ricas em matéria orgânica, isto é, rochas-mãe potenciais depositam-se, por vezes, em associação com este tipo de superfície, que é caracterizada por biséis de progradação

Ver: « Ciclo Estratigráfico »
&
« Cortejo Sedimentar »
&
« Superfície de Inundação Máxima »

Dentro de um ciclo estratigráfico dito ciclo-sequência (induzido por um ciclo eustático de 3^a ordem, que é caracterizado por um tempo de duração entre 0,5 e 3-5 Ma) podem-se observar três superfícies da base das progradações (quando o ciclo é completo: (i) A superfície de inundação máxima ; (ii) O limite superior dos cones submarinos da bacia e, (iii) O limite superior dos cones submarinos do talude. A primeira destas superfícies marca o limite entre o cortejo transgressivo (CT) e o cortejo de nível alto (CNA), quer isto dizer, que ela separa os dois membros (quase sempre chamados cortejos) do cortejo de nível alto (CNA). A segunda, que se localiza a jusante do rebordo da bacia (último rebordo da bacia do ciclo-sequência precedente), marca o limite entre os cones submarinos da bacia (CSB) e do talude (CST). A terceira, igualmente, localizada dentro do cortejo de nível baixo (CNB), marca o limite entre o prisma sedimentar de nível baixo (PNB) e os cones submarinos do talude (CST). Por definição, estas superfícies limitam intervalos sedimentares agradantes (por vezes mesmo retrogradantes) dos intervalos progradantes sobrejacentes. Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore da Austrália, é fácil de ver que os sucessivos biséis de progradação criam uma superfície da base das progradações, a qual é caracterizada por um aumento do hiato (por não-deposição) em direcção do mar. As superfícies das bases das progradações desenvolvem-se durante períodos de nível alto e baixo (do mar). As superfícies da base das progradações associadas com os ciclos eustáticos de 1a ordem chamam-se superfícies da bases das progradações principais. Assim, desde o Paleozóico, existem duas superfícies da base das progradações principais, que separam as fases transgressivas e regressivas dos ciclos estratigráficos de invasão continental. Nesta tentativa, os intervalos agradante e progradante são os do segundo ciclo de invasão continental,ciclo associado com a ruptura da Pangeia (Meso-Cenozóico).

Superfície de Base das Progradações Prinicipais..............................................................................Major Downlap Surface

Surface de base des progradations principales / Superficie de base de progradaciones principales / Basisfläche der wichtigsten progradations / 基面的主要progradations / Основная поверхность регрессивного налегания / Superficie di base di progradations principali

Superfície da base das progradações associada aos ciclos eustáticos de 1^a ordem ou, em termos de rochas, associada aos ciclos estratigráficos de invasão continental. Assim, a superfície basal de progradação SBP. 91,5 Ma (Cenomaniano-Turoniano) é a superfície da base das progradações principal do ciclo de ciclo de invasão continental pós-Pangeia.

Ver: « Ciclo Estratigráfico »
&
« Cortejo Sedimentar »
&
« Superfície de Inundação Máxima »

Esta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica, tirada numa região tectonicamente activa, ilustra o fecho do Mar Tétis. Na parte inferior, reconhece-se a margem sul da Eurasia (margem norte do Tétis) e, na parte superior, a margem norte do Gondwana. A superfície da base das progradação principais (Cenomaniano-Turoniano), que marca a superfície de inundação máxima do Cretácico (SIM 91.5 Ma), é, claramente, definida como a interface entre uma geometria retrogradante (linhas cronostratigráficas, mais ou menos, paralelas do intervalo que se espessa par o continente) e uma geometria progradante (linhas cronostratigráficas sigmoidais, por veres oblíquas, do intervalo que se espessa para o mar) com uma polaridade sul. A polaridade ou vergência sul indica que o rebordo continental e da bacia se desloca para o sul, o que sugere, um continente localizado ao Norte (Eurasia) e um oceano ao sul (Mar Tétis). As rochas-mãe marinhas potenciais, isto é, as rochas cretácicas ricas em matéria orgânica (madura ou não) depositaram-se em associação com a superfície de inundação máxima (fossilizada pela superfície da base das progradações principais), cuja idade é Cenomaniano-Turoniano. A polaridade das progradações e a superfície da base das progradações da margem norte do Gonduana, sobrejacente à margem divergente sul da Eurasia, sugere um continente ao sul (Gonduana) e um oceano ao norte (Mar Tétis). Com o tempo, à medida que os continentes Eurasia e Gonduana se aproximavam um do outro, o Mar Tétis tornou-se cada vez mais pequeno. Finalmente, o Mar Tétis fechou-se completamente quando as duas margens (Norte do Gonduana e Sul da Eurasia) entraram em colisão, o que é sublinhado pela superfície de base das progradações que neste caso particular corresponde a uma discordância importante. Rochas-mãe, provavelmente lacustres, depositaram-se na margem norte do Gonduana que hoje forma uma parte parte das montanhas do Cáucaso.

Superfície de Base das Progradações Secundárias.........................................................................Minor Downlap Surface

Surface de base des progradations secondaires / Superficie de base de progradaciones secundarias / Grundfläche von sekundären progradations / 基地面积二次progradations / Вторичная поверхность регрессивного налегания / Superficie di base di progradations secondarie

Superfície da base das progradações associadas aos subciclos de invasão continental, ciclos estratigráficos ditos ciclos.sequência e paraciclos-sequência. Rochas-mãe potenciais secundárias estão, por vezes, associadas com as superfícies de base das progradação secundárias (ou menores), como é, por exemplo, o caso das argilas do Kimmeridgiano na bacia de tipo-rifte do Mar do Norte.

Ver: « Ciclo Estratigráfico »
&
« Cortejo Sedimentar »
&
« Superfície da Base das Progradações »

Teoricamente, no Fanerozóico há duas superfícies da base das progradações principais, uma vez, que ele se depositou em associação com dois ciclos eustáticos de 1^a ordem. A primeira está associada com pico eustático Paleozóico (mais ou menos entre o Câmbrico e Silúrico função dos autores), a segunda com o pico eustático do Meso-Cenozóico (SBPP. 91,5 Ma). As superfícies da base das progradações secundárias estão associados aos ciclos eustáticos inferiores (2^a, 3^a e 4-5^a ordem). Nestas tentativas de interpretação geológica de uma linha sísmica regional do Mar do Norte, os resultados estratigráficos e paleontológicos dos poços de pesquisa sugerem que as idades mais prováveis das discordâncias que definem os diferentes paquetes sedimentares são SB. 21 Ma, SB. 30 Ma, SB. 36 Ma, SB 39,5 Ma (?), SB. 49,5 Ma e SB 55 Ma. As superfícies de erosão que sublinham estas discordâncias foram induzidas por ciclos eustáticos de 2^a ordem (duração entre 3-5/50 My). Os intervalos considerados não correspondem a ciclos-sequência. Dentro destes paquetes, reconhecem-se episódios transgressivos e regressivos. Na tentativa de interpretação da esquerda, apenas as linhas cronostratigráficas mais evidentes estão desenhadas. À direita, está esboçada uma tentativa de interpretação sequencial em subciclos de invasão continental. Os intervalos violetas claro representam os intervalos depositados em condições geológicas de nível baixo (nível do mar mais baixo que o rebordo da bacia). Os intervalos em verde representam os intervalos transgressivos e os laranja intervalos regressivos depositados durante condições geológicas globalmente de nível alto. As superfícies da base das progradações secundárias são, facilmente, reconhecidas entre os intervalos regressivos e transgressivos. Rochas-mãe potenciais secundárias encontram-se por vezes associadas com estas superfícies da base das progradações, que são induzidas por ciclos eustáticos de 2^a ordem.

Superfície Clinoforma...............................................................................................................................................................................Clinoform Surface

Surface clinoforme / Superfície clinoforma / Oberfläche clinoforme / 表面clinoforme / Клиновидная поверхность / Superficie clinoforme

Superfície de depósito inclinada par o mar. Normalmente, esta expressão aplica-se às superfícies de deposição progradantes a jusante do rebordo da bacia, isto é, aos intervalos regressivos. Um intervalo transgressivo é sempre localizado a montante do rebordo da bacia e, globalmente, ele é retrogradante. Os sedimentos depositados entre cada subida relativa do nível do mar, têm um geometria progradante. Isto quer dizer, que uma transgressão é uma sucessão vertical de regressões que, progressivamente, são cada vez menos importantes.

Ver: « Agradação »
&
« Cortejo Sedimentar »
&
« Progradação »

Nesta fotografia, as superfícies clinoformas são, facilmente, reconhecidas pela geometria sigmoidal. Com efeito, pode dizer-se, que estas superfícies são, geralmente, constituídas por dois ou três segmentos: (i) Um segmento inclinado, com vergência para o mar, que corresponde quase sempre a um talude continental; (ii) Um segmento horizontal ou sub-horizontal (no momento do depósito) a montante do segmento inclinado e (iii) Um segmento horizontal ou sub-horizontal (no momento do depósito) a jusante do segmento inclinado. Contudo, é importante não esquecer que o ou os segmentos horizontais, por vezes, não estão presentes. Numa superfície clinoforma sigmoidal, quer isto dizer, constituída pelos três segmentos, o segmento inclinado para o mar liga os ambientes sedimentares de água pouco profunda (sedimentos de plataforma) com os ambientes profundos da planície abissal. O segmento inclinado para jusante sublinha sempre, ou quase sempre, o talude continental. Nenhum geocientista, que conheça os rudimentos da estratigrafia sequencial, utiliza a expressão "superfície clinoforma" para designar as superfícies de deposição inclinadas dos sedimentos do cortejo transgressivo, embora uma transgressão seja, simplesmente, uma sobreposição, mais ou menos, agradante, de regressões cujas amplitudes são cada vez mais pequenas. Essas superfícies inclinadas correspondem, em geral a taludes deltaicos, cuja amplitude ultrapassa, raramente, os 50 metros, o que não é o caso dos taludes continentais, cuja amplitude é sempre superior a 200 metros (não se pode esquecer que uma a interpretação geológica é dependente da escala). O acarreio sedimentar é sempre continental. Os clásticos que formam uma transgressão progradam todos da terra para o mar, uma vez que não há clásticos que vêm directamente do mar.

Superfície de Deposição...................................................................................................................................................................Depositional Surface

Surface de dépôt / Superficie de depositación / Abscheidungsoberfläche / 沉积表面 / Поверхность осадконакопления / Superficie di deposizione

Superfície cronostratigráfica ao longo da qual os sedimentos se depositam. Ela pode ser subdividida em três segmentos: (i) Um segmento sub-horizontal superior, que permanece, mais ou menos, ao nível do mar ; (ii) Um segmento inclinado que mergulha para jusante e (iii) Um segmento sub-horizontal a jusante do sector inclinado. Em certos casos, um ou os dois segmentos sub-horizontais podem não existir, o que requerer condições de deposição particulares. A grande maioria dos reflectores sísmicos têm um valor cronostratigráfico, quer isto dizer, que eles sublinham superfícies de deposição.

Ver: « Deposição (clásticos) »
&
« Lei de Walther »
&
« Nível de Base (de deposição) »

Neste autotraço de uma linha sísmica do offshore da Nova Zelândia, todos os reflectores sísmicos corresponde, grosseiramente, a superfícies de depósito, o que quer dizer, que elas têm um significado cronostratigráfico. Quase todos têm uma geometria sigmoidal, na qual três segmentos podem ser reconhecidos: (i) Um segmento inclinado para o mar, o qual corresponde, a maior parte das vezes, a um talude continental ; (ii) Um segmento horizontal ou sub-horizontal (no momento do depósito), a montante do segmento inclinado e (iii) Um segmento horizontal ou sub-horizontal (no momento do depósito) a jusante do segmento inclinado. A ruptura de inclinação superior do segmento inclinado sublinha, quer o rebordo da bacia, quer o rebordo da plataforma continental, quer o rebordo continental, o quais, em certos casos, podem, mesmo, coincidir. Teoricamente, ao longo de uma superfície de deposição podem reconhecer-se várias rupturas da inclinação. Do continente para a parte profunda da bacia, podem observar-se: (i) Ruptura Aluvial ou Linha de Baía, a qual separa os depósitos fluviais (a montante da linha de baía) dos depósitos da planície costeira ; (ii) Ruptura Costeira (corresponde, mais ou menos, à linha da costa), que separa os depósitos costeiros dos depósito marinhos (esta ruptura pode coincidir com o rebordo da bacia quando a bacia não tem plataforma continental) ; (iii) Ruptura da Plataforma, que separa os sedimentos de água pouco profunda e os sedimentos do talude continental (pode coincidir ou não com o rebordo da bacia ou com o rebordo continental) e (iv) Ruptura da Base do Talude Continental, a qual marca, o limite dos depósitos turbidíticos e da planície abissal.

Superfície Diacrónica.................................................................................................................................................................................Diachronic Surface

Surface diachronique / Superficie diacrónica / Diachrone Oberfläche / 历时表面 / Диахронная поверхность / Superficie diachronous

Superfície sem valor cronostratigráfico. Uma superfície diacrónica é independente dos planos de estratificação (linhas tempo) aos quais ela é, frequentemente, oblíqua. Nas tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas, onde os reflectores são interpretados como linhas cronostratigráficas, o interpretador não deve esquecer a presença, frequente, de superfícies diacrónicas como: (i) Contactos entre saturantes ; (ii) Permafroste ou Pergelissolo ; (iii) Horizontes ricos em hidratos ; (iv) Planos de falhas com baixo do ângulo ; (v) Diques ígneos sub-horizontais ; (vi) Superfícies diagenéticas, etc.

Ver: « Anomalia Sísmica »
&
« Cronostratigrafia »
&
« Gás de Clatratos »

Nesta figura estão representadas tentativas de interpretação geológica de duas versões da mesma linha sísmica do sul dos Montes Urais. A tentativa da esquerda não tem sentido geológico nenhum. Ela não resiste a um teste crítico (os sedimentos não podem encurta-se como sugerido), embora a geometria dos reflectores seja, exactamente, a que se observa na linha sísmica. Mas uma linha sísmica é um perfil em tempo e não em profundidade. Provavelmente, em profundidade, a geometria dos reflectores (linhas cronostratigráficas) é diferente. É preciso não esquecer, que a região onde esta linha foi tirada é uma região de permafroste com lagos de profundidade variável. Na esquerda, a tentativa de interpretação é a de uma versão da mesma linha, na qual o efeito do permafroste foi corrigido. Nesta tentativa, os reflectores têm um sentido geológico e correspondem a verdadeiras linhas tempo. Os sedimentos são sub-horizontais. Na tentativa de interpretação da esquerda, a geometria das linhas tempo não têm valor geológico. Elas correspondem a artefactos sísmicos induzidos pela variações laterais de velocidade das ondas sísmicas nos intervalos superiores afectados pelo permafroste. Isto quer dizer, que como uma linha sísmica é um perfil em tempo, o interpretador tem que ter muita atenção às variações laterais de velocidade. Pode acontecer que uma estrutura antiforma, nos dados sísmico corresponda, na realidade, isto é, geologicamente, a uma geometria sub-horizontal ou mesmo a uma estrutura sinforma. Exemplos deste tipo de falsas estruturas são muito frequentes na bacia Lusitânica (Portugal), as quais são produzidas pelas variações laterais e verticais da espessura do horizonte salífero (Hettangiano) ou mesmo pela seu desaparecimento total (sutura salífera).

Superfície de Descontinuidade.................................................................................................................................Discontinuity Surface

Surface de discontinuité / Superficie de discontinuidad / Unstetigkeitsfläche / 表面的不连续性 / Поверхность разрыва / Superficie di discontinuità

Superfície de omissão que marca uma pausa (temporária) da deposição, isto é, um tempo sem deposição, mas que envolve pouca ou nenhuma erosão.

Ver: « Discordância »
&
« Hiato »
&
« Superfície de Omissão »

Uma vez que as superfícies de descontinuidade têm muito pouca ou nenhuma erosão associada, elas não podem ser limites dos ciclos estratigráficos, particularmente, dos ciclos estratigráficos ditos ciclo -sequência. Isto quer dizer, que elas não podem ser consideradas como discordâncias, uma vez que elas não são induzidas por uma descida relativa do mar significativa, que pôs o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. Estas superfícies são contemporâneas da sedimentares, como as que se formam entre o cortejo transgressivo e o prisma de nível alto. Elas podem também ser posteriores à deposição, como, as desarmonias tectónicas induzidas por um escoamento lateral ou vertical de um intervalo salífero. Sob o ponto de vista sedimentar, as mais interessantes, são as superfícies de descontinuidade contemporâneas da sedimentação, uma vez que elas caracterizam um hiato de sem depósito importante ou uma secção estratigráfica condensada, que traduz uma taxa de sedimentação muito pequena. De uma maneira geral, toda a superfície de descontinuidade, como as superfícies endurecidas ou os planos de estratificação com fósseis (dinosauros, por exemplo) ou fracturas de dissecação são superfícies de omissão, como, a ilustrada nesta figura. É por isso que as rochas-mãe potenciais marinhas, quer isto dizer, as rochas marinhas ricas em matéria orgânica, são, quase sempre, associadas como superfícies deste tipo. Nas plataformas carbonatadas, tais superfícies marcam a transição entre as litologias de água pouco profunda para muito profunda. Elas reflectem reacções do sistema sedimentar às rápidas e drásticas mudanças ambientais e registam os intervalos de tempo mais importantes da evolução das plataformas. Nas plataformas carbonatadas pouco profundas, o registro sedimentar representa, unicamente, uma pequena parte do tempo geológico e muitos dos intervalos sedimentares não se depositaram ou encontram-se, unicamente, sob a forma de intervalos retrabalhados. Tudo isto quer dizer, que é muito difícil estimar o intervalo de tempo associado a uma superfície de descontinuidade ou de omissão. Ele pode variar entre alguns dias e milhões de anos.

Superfície de Estratificação................................................................................................................................................................Stratal Surface

Surface de stratification / Superficie de estratificación / Stratifikation Oberfläche / 床上用品平面 / Пластовая поверхность / Superficie di stratificazione

Superfície estratigráfica física que separa dois níveis sedimentares. As superfícies de estratificação englobam laminados, camadas ou outras unidades estratigráficas mais espessas. Elas representam períodos de sem depósito ou mudanças abruptas dos ambientes de deposição.

Ver: « Camada »
&
« Estratificação (sedimentos) »
&
« Hiato »

Como ilustrado nesta fotografia, as camadas sedimentares são limitadas superior e inferiormente por superfícies ou planos de estratificação, as quais, em geral, são os elementos mais fáceis de identificar num afloramento. Elas são utilizadas para subdividir as rochas em camadas e para determinar a ordem e tempo relativo da acumulação dos sedimentos que as formam. As características das superfícies ou planos de estratificação, quer elas sejam, mais ou menos, erodidas, cimentadas, perfuradas, bioturbadas são utilizadas na interpretação das rochas sedimentares. Certos geocientistas, utilizando sedimentos fluviais, consideram que se podem considerar quatro grande tipos de superfícies de estratificação: (i) Concordante, isto é, sem erosão significativa (estratificação normal) ; (ii) Não-Concordante, mas sem erosão significativa ; (iii) Concordante com Erosão e (iv) Não-Concordante com Erosão. A origem dos planos de estratificação continua a ser enigmática. Certos geocientistas pensam, que muitos planos de estratificação são, provavelmente, formados pela erosão de sedimentos não, ou pouco, consolidados na superfície do depósito. O peso dos sedimentos, imediatamente debaixo da superfície, provoca que os sedimentos percam água e se compactem um pouco, o que os torna mais coesivos. Se a superfície dos sedimentos é sujeita a um agente erosivo (ondas de tempestade, correntes de maré, correntes fluviais, escoamento turbidítico, etc,) a superfície de estratificação erode uma parte dos sedimentos, truncando os menos coesivos e exumando assim os sedimentos inferiores mais firmes. Quando a deposição retoma, é sobre a superfície mais firme que os novos sedimentos se vão depositar. Pode dizer-se, que a diferença de densidade entre os sedimentos não-compactos (com muita água) e os sedimentos um pouco compactados (com menos água) pode criar um plano de estratificação. Se a deposição demorar um certo tempo a retomar o plano de estratificação é, em geral, perfurado por Glossifungitos (icnofácies que representa um conjunto de tocas).

Superfície de Hiato.................................................................................................................................................................................................Time Gap Surface

Surface d'hiatus / Superficie de hiatos / Oberflächen-Lücke / 表面的差距 / Поверхность распространения временного интервала / Superficie di iato

Superfície que sublinha um tempo geológico que não está representado por sedimentos. Existem várias superfícies de hiato. As principais são: (i) Discordâncias; (ii) Superfícies da base das progradações e (iii) Planos de estratificação, etc.

Ver : «Cortejo Transgressivo »
&
«Subida Relativa (do nível do mar) »
&
«Superfície de Ravinamento »

Teoricamente, na estratigrafia sequencial, uma discordância é uma superfície de hiato, que corresponde a uma superfície de erosão induzida, principalmente, por uma descida relativa do nível do mar significativa, isto é, que põe o nível do mar mais baixo do que o rebordo da bacia. Desta maneira, a planície costeira ou a plataforma continental, função das condições geológicas, são exumadas e assim expostas aos agentes erosivos. Quando uma discordância não é reforçada pela tectónica, a erosão é, unicamente, bem visível perto do rebordo da bacia (formação de canhões submarinos) ou na planície costeira, onde os rios criam, localmente, vales cavados (incisos). Uma grande parte dos geocientistas considera que na maior parte das bacias sedimentares, as variações eustáticas têm uma ciclicidade que explica melhor a ciclicidade dos depósitos sedimentares do que as variações tectónicas. Um levantamento dos sedimentos induzido por um regime tectónico compressivo só cria uma discordância, quer isto dizer, uma superfície de erosão, se os sedimentos encurtados forem expostos aos agentes erosivos, isto é, se eles forem exumados. Sem exumação, em geral, não há discordância, uma vez que não há hiato. Nas bacias sedimentares com horizontes evaporíticos, muitas vezes, o escoamento lateral (subsidência compensatória) ou vertical (levantamento) dos evaporitos não induz nenhuma discordância, mas sim desarmonias tectónicas. Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do Norte do Mar Cáspio, uma discordância reforçada pela tectónica (discordância angular) é, facilmente, reconhecida pelas terminações dos reflectores subjacentes (biséis somitais por truncatura). Os reflectores do pacote sedimentar posterior à discordância são, mais ou menos, paralelos entre eles e concordantes com a superfície de erosão que sublinha a descida relativa do mar que a produziu, embora a halocinese (tectónica salífera) tenha também contribuído, localmente, para a diminuição do espaço disponível para a sedimentação. Ao longo de uma discordância, o hiato diminui de montante para jusante, para ser, praticamente, nulo na parte profunda da bacia.

Superfície de Inundação.........................................................................................................................................................................Flooding Surface

Surface d'inondation / Superficie de inundación / Hochwasser Oberfläche / 泛面 / Поверхность затопления / Superficie di Inondazioni

Superfície associada às subidas relativas do nível de mar, em particular durante os cortejos transgressivos. A superfície de inundação máxima é fossilizada por uma superfície da base das progradações.

Ver: « Cortejo Transgressivo »
&
« Hiato »
&
« Subida Relativa (do nível do mar) »

Dentro de um ciclo estratigráfico dito ciclo-sequência (induzido por um ciclo eustático de 3a ordem, isto é, com um tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My), o limite entre o prisma de nível baixo (ou dos preenchimentos de vales cavados associados) e o cortejo transgressivo é marcado pela primeira superfície de inundação. As superfícies transgressivas são, sobretudo, frequentes nos cortejos sedimentares de nível alto, nos quais o nível do mar está mais alto do que o rebordo da bacia. Nesta tentativa de interpretação de um detalhe de uma linha sísmica do Golfo do México, a discordância (E), que separa dois ciclos-sequência é, facilmente, reconhecida pelos biséis de truncatura criados pelas descida relativa do mar (erosão) que originou um vale cavado. Esta descida relativa do nível do mar, deslocou para a bacia, e para baixo, os biséis de agradação, o que exumou a planície costeira do prisma de alto nível do ciclo-sequência subjacente, ao mesmo tempo que vales cavados se formaram na planície costeira. Durante esta descida relativa do mar, na parte mais profunda da bacia, isto é, a jusante do rebordo da bacia (ruptura da inclinação da discordância), depositaram-se, certamente, cones submarinos de bacia e talude, os quais não visíveis neste detalhe. Desde que o nível do relativo do mar começou a subir, a jusante do rebordo da bacia (marcado pela ruptura de inclinação da discordância E) depositou-se um prisma de nível baixo. Os vales cavados foram preenchido, em condições geológicas de baixo nível, durante o depósito da parte superior (terminal) do prisma nível baixo. Quando o nível relativo do mar atingiu o rebordo da bacia, a planície costeira (marcada sobretudo pelos sedimentos do ciclo-sequência subjacente) e os preenchimentos dos vales cavados foram fossilizados pela 1a superfície de inundação. Durante o depósito do cortejo transgressivo, a cada incremento da subida relativa do nível do mar (em aceleração) forma-se uma superfície de inundação que é fossilizada pelo depósito de paraciclos-sequência, cujas dimensões cada vez mais pequenas criam uma geometria retrogradante.

Superfície de Inundação Marinha......................................................................................................Marine Flooding Surface

Surface d'inondation marine / Superficie de inundación marina / Marine - Hochwasser Oberfläche / 海泛面 / Поверхность морского затопления / Superficie di inondazione marina

Superfície que separa camadas sedimentares e que põem em evidência um aumento da profundidade de água de depósito. Um aumento da lâmina de água pode ser acompanhado de uma erosão submarina (superfície de ravinamento) e de um hiato pequeno induzidos pela acção das ondas. Uma superfície de inundação marinha limita paraciclos eustáticos e só, acidentalmente, ela coincide com o limite de um ciclo estratigráfico (discordância ou paraconformidade associada).

Ver: « Cortejo Transgressivo »
&
« Hiato »
&
« Subida Relativa (do nível do mar) »

A expressão superfície de inundação marinha parece redundante, mas na realidade não é, uma vez que existem superfícies de inundação em ambientes fluviais, em particular, em associação com os depósitos de transbordo. Pode dizer-se, por exemplo, que ao longo de um vale fluvial, existe uma superfície de inundação não-marinha entre cada dique marginal natural. Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore este da ilha de Bornéu (Indonésia), várias superfícies de inundação marinha se reconhecem dentro de um cortejo transgressivo (linhas cronostratigráficas em branco) de um ciclo-sequência. Este cortejo transgressivo, que fossilizou a discordância entre dois ciclos estratigráficos (provavelmente ciclos-sequência), é caracterizado por uma geometria retrogradante (a espessura do cortejo transgressivo aumenta em direcção do continente, para depois desaparecer, rapidamente, por biselamento). Esta geometria é determinada pelas subidas relativas do nível do mar sucessivas (sem descidas relativas entre elas, paraciclos eustáticos), que, globalmente, deslocaram para o continente as rupturas costeiras das superfícies de deposição sucessivas (mais ou menos a linha da costa). Este deslocamento para montante da linha da costa, tem como consequência principal a formação de uma plataforma continental durante a primeira superfície de inundação e, depois, o aumento desta a cada incremento. A cada incremento da subida relativa do nível do mar (em aceleração), a linha da costa pode desloca-se dezenas de quilómetros para o continente, o que aumenta o espaço disponível para os sedimentos na plataforma recém formada. Depois, seque-se um período de estabilidade do nível do mar, durante o qual a linha da costa se desloca, progressivamente, para o mar, à medida que os sedimentos progradam, mas sem atingir a posição que ela tinha antes do incremento.

Superfície de Inundação Máxima.................................................................................................Maximum Flooding Surface

Surface d'inondation maximale / Superficie de inundación máxima / Maximum-Hochwasser Oberfläche / 最大洪泛面 / Поверхность максимального затопления / Superficie di inondazione massima

Superfície que num ciclo-sequência separa o cortejo transgressivo do prisma de nível alto ou a superfície que num ciclo de invasão continental separa a fase transgressiva da regressiva. Uma superfície de inundação máxima é sempre fossilizada por uma superfície da base das progradações. As rochas-mãe marinhas estão sempre associadas com superfícies de inundação máxima.

Ver: « Cortejo Transgressivo »
&
« Subida Relativa (do nível do mar) »
&
« Superfície da Base das Progradações »

Quando se fala de uma superfície de inundação máxima tem que se precisar qual é o ciclo estratigráfico ou eustático considerado. Por definição, dentro de cada ciclo eustático, quer ele seja de 1a, 2a, 3a ou 4a ordem, há sempre um pico do nível do mar (relativo ou não). Num ciclo estratigráfico existe sempre uma superfície de inundação máxima. Num ciclo estratigráfico dito ciclo-sequência, induzido por um ciclo eustático de 3a ordem (tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My), a superfície de inundação máxima corresponde ao limite entre o cortejo transgressivo (subida relativa do mar em aceleração) e o prisma de nível alto (subida relativa do mar em desaceleração). Num ciclo estratigráfico de invasão continental, o qual é induzido por um ciclo eustático de 1a ordem (tempo de duração superior a 50 My), a superfície de inundação máxima corresponde à interface entre a fase transgressiva (subida eustática) e regressiva (descida eustática). Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do Mar Negro, o contraste entre a fase transgressiva e regressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangeia é sublinhado pela geometria agradante da primeira e progradante da segunda. A interface entre estas duas fases é a superfície de inundação máxima do ciclo de invasão continental. A maior parte das progradações da fase regressiva são sigmóides. Os segmentos basais desta progradações sigmóides têm tendência a desaparecerem contra a superfície de inundação máxima. As terminações distais dos reflectores são biséis de progradação, quer aparentes, quer reais, o que quer dizer que, por vezes, o espaço entre duas reflexões consecutivas está debaixo da resolução sísmica. Estas configurações implicam um aporte terrígeno relativamente fraco ou uma rápida subida relativa do nível do mar, o que permite o depósito e preservação dos segmentos superiores. As rochas-mãe marinhas potenciais, mais prováveis, estão associadas com a superfície de inundação máxima.

Superfície de Omissão....................................................................................................................................................................................Omission Surface

Surface d'omission / Superficie de omisión / Oberfläche des Weglassens / 表面遗漏 / Поверхность бездействия / Superficie di omissione

Superfície de não-depósito ou com uma taxa deposição muito pequena. Este tipo de superfície é, geralmente, desenvolvido entre os diferentes cortejos sedimentares de um ciclo-sequência. Num ciclo-sequência, a superfície de omissão mais comum é a associada com a superfície da base das progradações que separa o cortejo transgressivo do prisma de nível alto.

Ver: « Cortejo de Nível Alto »
&
« Cortejo Transgressivo »
&
« Hiato »

O termo "superfície de omissão" foi utilizado pela primeira vez pelo geocientistas suíço Albert Heim para designar as superfícies de descontinuidade, que sublinham uma paragem temporária da deposição sem que nenhuma ou muito pouca erosão tenha ocorrido. Num sentido mais largo, qualquer superfície de descontinuidade, como as superfícies endurecidas ou planos de estratificação com traços de dinossauros (como ilustrado nesta figura) ou com fendas de dissecação são superfícies de omissão. Nas plataformas carbonatadas, estas superfícies marcam a transição entre litologias com profundidades de água de deposição muito diferente. A grande escala e, particularmente, nas linhas sísmicas, as superfícies de omissão correspondem, quase sempre, às superfícies da base das progradações, ao longo das quais os intervalos sedimentares são condensados e, muitas vezes, ricos em matéria orgânica (rochas-mãe potenciais). Estas superfícies formam-se entre sedimentos com geometria retrogradante e progradante. Durante o depósito dos sedimentos retrogradantes as subidas relativas do nível do mar sucessivas (sem descidas relativas entre elas), deslocam para o continente a linha da costa e os depósitos costeiros. Este deslocamento, para montante da ruptura da superfície de deposição costeira, aumenta a extensão da plataforma continental, diminui o acarreio sedimentar e cria nas partes distais da plataforma condições de subalimentação (taxa de deposição muito fraca). Desde que o nível do mar começa a subir mas em desaceleração (como 15m, 10 m, 7m, 5 m, 2m, 0m) e até começar a descer rapidamente (discordância), os sedimentos começam a progradar em direcção do mar, diminuindo, progressivamente, a extensão da plataforma continental, e fossilizando, pouco a pouco, a superfície de omissão do topo da secção condensada depositada durante o episódio transgressivo (em geral, o cortejo transgressivo de um ciclo-sequência).

Superfície Piezométrica...................................................................................................................................................................Piezometric Surface

Surface piézométrique / Superficie piezométrica / Grundwasserdruckfläche / 测压面 / Пьезометрическая поверхность / Superficie piezometrica

Superfície à qual água pode chegar sob pressão hidrostática. Nível ao qual a pressão hidrostática num aquífero ficará se atingir um equilíbrio com a pressão atmosférica. Para os poços artesianos, a superfície piezométrica é acima da superfície do terreno.

Ver : « Água Juvenil »
&
« Água Hipogénica »
&
« Rocha Reservatório »

Como ilustrado a superfície piezométrica é o nível no qual a pressão hidrostática da água, num aquífero, está em equilíbrio com a atmosfera. Nos poços artesianos (quando a água de um aquífero confinado, isto é, subjacente à uma camada impermeável, fluem, naturalmente, do solo sem a necessidade de bombeamento) a superfície piezométrica está acima da superfície do solo. Num poço semiartesiano pressão da água não é suficiente para a sua subida à superfície, o que necessita a instalação de equipamento no interior do poço para efectuar o bombeamento da água. As alterações no armazenamento de água do solo devido ao bombeamento e recarga são refletidas por mudanças correspondentes no nível freático e na altura da superfície piezométrica. Outros factores que afectam o bombeamento, tais como as mudanças na pressão barométrica (ou pressão atmosférica) é a pressão exercida pela atmosfera num determinado ponto. As marés do oceano e o uso da água subterrânea pelas plantas também influenciam os níveis das águas. Uma apreciação das flutuações do nível de água induzidas por estes factores é necessária para evitar que os nível de água observados sejam mal interpretados. A elevação da superfície piezométrica em aquíferos confinados é indicada pelo nível de água nos piezómetros (furo de observação em aquíferos que servem para monitorização de níveis da água nos aquíferos e para identificar a forma, extensão e anisotropia do cone de rebaixamento que se forma em redor furo em extracção). É importante para isso conhecer a mudança de nível piezométrico associada a uma mudança da pressão atmosférica. O aumento da pressão atmosférica é transmitido, directamente, para a superfície da água no piezómetro, tendendo a deslocar a água do piezómetro para o aquífero. O aumento da pressão também aumenta a carga sobre o aquífero, o que tende a deslocar a água do aquífero para o piezómetro. Parte do aumento de carga aparece no aquífero, no entanto, o resultado básico do aumento da pressão barométrica é diminuição da altura da água.

Superfície de Ravinamento.......................................................................................................................................................Ravinment Surface

Surface de ravinement / Superficie de ravinement / Ravinement Oberfläche / 冲刷面 / Поверхность размыва / Superficie di scoscendimento

Superfície de erosão submarina menor ligada à acção das vagas e associada às inundações marinhas durante as subidas relativos do nível do mar.

Ver: « Cortejo Transgressivo »
&
« Nível de Acção das Vagas (mar calmo) »
&
« Ciclo-sequência »

Neste modelo de um cortejo transgressivo (CT), é importante notar que a geometria retrogradante corresponde à superposição vertical de episódios regressivos os quais, progressivamente, progradam cada vez menos par o mar. Dentro de um ciclo sequência, o qual é induzido por um ciclo eustático de 3a ordem (tempo de duração entre 0,5 e 3-5 My), a cada subida relativa do nível do mar (inundação) em aceleração, a ruptura da superfície de deposição (mais ou menos a linha da costa) é desloca para o continente. Durante este deslocamento, a acção das vagas, cria no topo dos sedimentos já depositados uma pequena superfície de erosão, que se chama superfície de ravinamento. Depois, segue-se um período de estabilidade do nível do mar, durante o qual os sedimentos se depositam e progradam para o mar, como ilustrado neste esquema. A ruptura da superfície de deposição é, progressivamente, deslocada para o mar, mas sem alcançar a posição que ela tinha antes da última subida relativa do nível do mar. A cada subida relativa do nível do mar, a extensão da plataforma aumenta, o que quer dizer, que se o acarreio sedimentar se mantiver constante, ele é insuficiente para que a ruptura costeira da superfície de deposição atingia a sua posição anterior. Entre as antigas posições sucessivas da ruptura da superfície de deposição depositam sedimentos argilosos cada vez mais condensados, visto que a taxa de sedimentação diminui de maneira significativa (bacia subalimentada). Uma nova subida relativa do nível do mar aumenta a acomodação (espaço disponível para os sedimentos) na plataforma continental e a acção das ondas cria uma nova superfície de ravinamento sobre os sedimentos depositados durante o período de estabilidade do nível do mar. Em seguida, outra vez, a deposição ocorre à medida que ruptura da superfície de deposição é, progressivamente, deslocada para a o mar e assim de seguida. Durante o cortejo transgressivo, entre cada incremento da subida relativa do nível do mar (paraciclo-eustático) não há nenhuma descida relativa do nível do mar, o que quer dizer que entre os diferentes paraciclos-sequência não existe nenhuma discordância, de onde o termo paraciclo (um conjunto de paraciclos forma um ciclo).

Superfície Superior dos Cones Submarinos de Bacia......................................................................................Top Basin Floor Fan Surface

Surface supérieure des cônes sous-marins de bassin / Superficie superior de los conos submarinos de cuenca / Obere Fläche der Kegel in-Meeresbecken / 锥-海相盆地的上表面 / Верхняя поверхность донных конусов выноса / Superficie superiore dei coni sotto-marino di bacino

Superfície sobre a qual se depositam os cones submarinos de talude e que, em geral, é fossilizada pelos depósitos de transbordo, que se reconhecem, facilmente, pelos biséis de progradação com polaridades opostas. Quando os cones submarinos de bacia estão desconectados do sopé do talude continental, a superfície superior dos cones submarinos de bacia pode ser fossilizada, directamente, pelas progradações de um prisma de nível baixo, que pode pertencer ou não ao mesmo ciclo estratigráfico.

Ver: « Cone Submarino da Bacia »,
&
«Cortejo de Nível Baixo (do mar) »
&
«Turbiditos »

Nesta tentativa de interpretação geológicas de uma linha sísmica do offshore da Namíbia, os membros do cortejo de nível baixo (CNA), quer isto dizer: (i) Cones Submarinos de Bacia (CSB); (ii) Cones Submarinos de Talude (CST) e (iii) Prisma de Nível Baixo (PNB), são, largamente, predominantes. Os canhões submarinos e vales cavados, formados pela erosão induzida pelas descidas relativas do nível do mar (discordâncias) e que foram preenchidos durante as subidas relativas do nível do mar, a quando do depósito da parte superior dos prismas de nível baixo, são, também, relativamente, fáceis de identificar. Esta tentativa de interpretação não é feita ao nível hierárquico dos ciclos estratigráficos ditos ciclos-sequência (induzidos por ciclos eustáticos de 3a ordem). A diferença de idade entre as discordâncias que limitam os diferentes pacotes sedimentares é superior a 3-5 Ma, o que quer dizer, que eles foram induzidos por ciclos eustáticos de 2a ordem (tempo de duração entre 3-5 e 50 My). Assim, existem, certamente, várias discordâncias, difíceis de reconhecer a esta escala, dentro de cada pacote sedimentar. Subsequentemente, a terminologia utilizada nesta tentativa é abusiva e mesmo errada, na medida em que, por exemplo, os prismas de nível baixo (PNB) correspondem certamente a uma superposição de ciclos-sequência incompletos e constituídos unicamente pelo cortejo de nível baixo, que muitas vezes está representados apenas pelo prisma de nível baixo (sem o cones submarinos de bacia e de talude). De qualquer maneira, entre as discordâncias SB. 30 e SB. 21 Ma, a superfície superior dos cones submarinos de bacia, associados com a discordância SB. 30 Ma é, perfeitamente, visível e, em grande parte, fossilizada por biséis de progradação de cones submarinos de talude (asas de gaivota) e dos prismas de nível baixo sobrejacentes.

Superfície Transgressiva de Erosão.......................................................................................Transgressive Surface of Erosion

Surface transgressive d'érosion / Superficie transgresiva de erosión / Transgressive Oberfläche der Erosion / 侵表面的侵蚀 / Трансгрессивная поверхность эрозии / Superficie trasgressiva di erosione

Superfície de erosão subaquática e diacrónica induzida pelas subidas relativas do nível do mar consecutivas (sem descida relativa entre elas) nos sedimentos costeiros. Esta superfície de erosão é, mais ou menos, paralela ao envelope das sucessivas superfícies de ravinamento criadas pelos diferentes incrementos de uma subida relativa do nível do mar (paraciclos eustáticos).

Ve : « Cortejo Transgressivo »
&
« Subida Relativa (do nível do mar) »
&
« Superfície de Ravinamento »

Como ilustrado, uma superfície de ravinamento é, normalmente, associada ao movimento retrogradante (ou transgressivo) da linha da costa. Um tal movimento ocorre, quase sempre, durante o cortejo sedimentar transgressivo de um ciclo estratigráfico dito ciclo sequência. Este movimento retrogradante alterna com deslocamentos da linha da costa e dos sedimentos costeiros para o mar sem agradação negativa. Isto quer dizer, que não há descidas relativas significativas entre cada subida relativa (incrementos ou paraciclos eustáticos). Uma transgressão é uma sucessão de regressões cada vez mais pequenas, uma vez, que a cada paraciclo eustático a extensão da plataforma e lâmina de água aumentam. As superfícies de ravinamento são superfícies de erosão, induzidas pela acção erosiva das ondas, que se formam quando a água avança sobre uma superfície sedimentar subjacente. Se a parte superior de um prisma de nível baixo tiver uma parte subaérea, certamente, ele terá uma superfície de ravinamento associada quando o nível relativo do mar subir. Nos afloramentos e poços de pesquiza petrolífera, as superfícies de ravinamento são, normalmente, assimiladas com as superfícies transgressivas de erosão. Como as superfícies transgressivas de erosão são diacrónicas (não correspondem a linhas tempo), elas só coincidem com uma superfície de ravinamento temporariamente. Durante a fase de estabilidade do nível do mar, que segue uma subida relativa, quer isto dizer, quando os sedimentos e a linha da costa prograda para o mar, formam-se, em geral, as tocas de glossifungitos (bioperfurações verticais, em forma de U ou finamente ramificadas), que são, em grande parte, preenchidas durante o incremento da subida relativa do nível do mar seguinte ou a quando do pico da transgressão (quando o nível do mar começa a subir em desaceleração). Neste último caso, a superfície de ravinamento coincide com a superfície transgressiva de erosão.

Supernova..............................................................................................................................................................................................................................................................Supernova

Supernova / Supernova / Supernova / 超新星 / Сверхновая звезда / Supernova

Explosão catastrófica e súbita de uma estrela que consumiu as suas reservas de combustível (hidrogénio). Os elementos mais pesados, que são essenciais para a vida, são formados durante os eventos que levam à formação de uma supernova e ao interior desta.

Ver: « Clima »
&
« Estrela »
&
« Glaciação »

Esta figura representa um conjunto de imagens usadas pela NASA para criar a animação em linha de uma supernova, que é, entre todos os eventos explosivos conhecidos, o mais energéticos. A mais brilhante explosão de uma supernova foi vista no ano 1054. Foi esta explosão que criou a nebulosa do Caranguejo. Como esta nebulosa está a 6500 anos luz da Terra, a explosão da supernova ocorreu 5450 anos antes de Cristo. Uma tal explosão ocorre no fim da vida de uma estrela, quando o seu combustível nuclear se consumiu e ela não é mais suportada pela libertação de energia nuclear. A explosão é tão violenta que muitos núcleos dos elementos mais pesados são partidos. Uma grande quantidade de neutrões são libertados (os elementos mais pesados são comparativamente mais ricos em neutrões que os elementos mais leves). Os neutrões libertados são, rapidamente, capturados por núcleos de chumbo e bismuto para formar os elementos pesados como o tório, urânio, etc. Quando uma estrela é, suficientemente, maciça, o seu núcleo colapsa, o que liberta uma quantidade de energia enorme e causa uma onda de choque muito grande, que ejecta para o espaço interestelar o envelope da estrela. O resultado de um tal colapso pode ser uma estrela a neutrões muita rotativa, que pode ser observada muitos anos mais tarde como um pulsar. Nas estrelas maciças com núcleos entre 1,1 (limite de Chandrasekhar para o núcleo de ferro) e 3 massas solares, a implosão (colapso gravitacional de um astro quando se esgotam as suas reservas de combustível nuclear) obriga os electrões do núcleo a combinarem-se com os protões para formarem neutrões. O núcleo transforma-se numa estrela a neutrões muito compacta, com um raio entre 5 e 15 km e uma densidade semelhante à da matéria nuclear (10¹⁴ g/cm³). Como a implosão conserva o momento angular, a estrela a neutrões roda rapidamente (mais ou menos, uma rotação completa todas as seis horas). O núcleo de uma estrela maciça é mais pequeno do que o do sol devido a sua grande densidade.

Suspensão (transporte).............................................................................................................................................................................................................................Suspension

Suspension (transport) / Suspensión (transporte) / Federung (Verkehrs-) / 悬架（运输） / Остановка, временное прекращение (транспорт) / Sospensione (trasporti)

Um dos meios de transporte dos sedimentos numa corrente.

Ver : « Corrente de Deriva Litoral »
&
« Nível de Acção das Vagas »
&
« Praia Intramareal (entre marés) »

As partículas sedimentares sólidas (sedimentos), normalmente, são transportadas devido a uma combinação da força da gravidade, que actua sobre os sedimentos, e / ou o movimento do fluido em que o sedimento é arrastado, rolado ou suspenso. Uma compreensão do transporte de sedimentos é, geralmente, utilizada nos sistemas naturais, onde as partículas são rochas clásticas (areia, cascalho, seixo, etc), silte ou argila. O fluido poder ser ar, água ou gelo. A força da gravidade actua para deslocar as partículas sobre à superfície, mais ou menos, inclinadas onde eles repousam. O transporte dos sedimentos devido ao movimento de fluidos que ocorre nos rios, oceanos, lagos, mares e outros corpos de água, devido às correntes e marés, assim como nos glaciares e em superfícies terrestres sob a influência do vento. Transporte de sedimentos devido apenas à gravidade ocorre em superfícies inclinadas, em geral, nas encostas, escarpas, falésias, e junto do limite entre a plataforma e talude continental (quando a bacia tem uma plataforma) ou entre o limite da planície costeira e o talude continental, quando a bacia não tem plataforma. O conhecimento do transporte dos sedimentos é utilizado para determinar se ocorre erosão ou deposição, a magnitude da erosão ou deposição, do tempo e distância em que ela irá ocorrer. A carga ou material em suspensão é, em geral suportada na parte inferior e média de uma corrente e uma grande parte move-se onde a velocidade da corrente é média. Além do transporte em suspensão, os sedimentos podem ser transportados por saltação e tracção. A saltação é um processo de transporte onde as partículas sedimentares do tamanho da areia ou do cascalho quando arrastadas por fluido deslocam-se, em geral, por saltos. Num transporte por tracção, as partículas sedimentares são varridas no sentido do escoamento por rolamento, escorregamento, arrastamento, empurrões e mesmo saltos. A compreensão e significado das estruturas sedimentares primárias, em termos de processos físicos, biológicos e químicos, que ocorrem durante ou imediatamente depois deposição, é ponto de partida da análise das rochas sedimentares e dos ambientes nos quais elas se depositaram. Por isso, o conhecimento e a compreensão do tipo de transporte sedimentar é muito importante.

Sutura Salífera............................................................................................................................................................................................................................................Salt Weld

Suture salifère / Sutura salífera / Salz Schweißnaht / 盐焊接 / Соляной шов / Saldatura di sale

Superfície ou zona que põe em contacto estratos originalmente separados por um nível evaporítico autóctone ou alóctone. Uma sutura salífera corresponde a uma estrutura negativa resultante do escoamento ou expulsão (parcial ou total) do horizonte salífero. No campo ou nos testemunhos de sondagem, na maior parte dos casos, ela é reconhecida por um resíduo insolúvel, mais ou menos, brecheficado, com pseudomorfos de halite, mas é demasiado fino pare ser visível nos dados sísmicos, nos quais ela é sublinhada por uma desarmonia tectónica. Uma das característica das suturas salíferas é a presença de inversões tectónicas nos horizontes sobrejacentes.

Ver: «Evaporito »
&
« Halocinese »
&
« Subsidência Compensatória »

Nesta tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica do offshore Norte da Noruega, uma sutura u soldadura salífera é, facilmente, reconhecida entre dois montículos de sal, que representam o nível salífero autóctone. Esta interpretação é corroborada pela ocorrência de um centro de deposição (área onde os intervalos pós-salíferos são mais espessos), acima da sutura salífera. O mais provável é que o centro de deposição tenha resulta da subsidência compensatória induzida pelo escoamento lateral do sal. Não existe nenhuma outra maneira coerente de explicar um aumento de espessura tão importante e tão localizado (a linha sísmica é curta de mais par mostrar que o centro de deposição é localizado). Outras linhas sísmica paralelas a esta, mostram, claramente, que a sudoeste da sutura salífera, o intervalo salífero aumenta de espessura e, que os intervalos sobrejacentes têm uma espessura, progressivamente, mais reduzida. É importante notar, que embora nesta interpretação (em tempo), o reflector associado à base do sal e da sutura salífera esteja muito deformado, numa versão em profundidade, ele é sub-horizontal. Uma tal deformação visível na linha sísmica e, portanto também, nesta tentativa de interpretação (tempo) é a consequência dos artefactos sísmicos induzidos pelas variações laterais da velocidade de intervalo, assim como, da espessura do intervalo evaporítico e dos sedimentos pós-salíferos. A velocidade de intervalo do sal é cerca de 5,18 km/s, e ela é constate em profundidade (o sal não se compacta). A velocidade dos sedimentos pós-salíferos é muito menor, embora ela aumente em profundidade, uma vez que a compactação das rochas aumenta com a profundidade.